J. Hydrol. hydromech., 54, 2006, 2, 137–150

137

HYDROLOGICKÝ VÝZKUM V POVODÍ VOLYŇKY A AUTOREGULACE HYDROLOGICKÉHO CYKLU V POVODÍ LIZ MIROSLAV TESAŘ1), JAROSLAV BALEK2), MILOSLAV ŠÍR1) 1)Ústav pro hydrodynamiku AV ČR, Pod Paťankou 30/5, 166 12 Praha 6, Česká republika; mailto: miroslav.tesar@iol.cz, msir@mereni.cz 2)Enex, Odolenova 4, 390 01 Tábor, Česká republika.

Ústav pro hydrodynamiku AV ČR započal v roce 1964 experimentální hydrologický výzkum v povodí Volyňky. Od roku 1975 probíhá soustavné měření charakteristik hydrologického cyklu na vrcholových povodích Liz a Albrechtec (lesní porost) a experimentálních plochách Zábrod-pole a Zábrod-louka ve Vimperské vrchovině (800 až 1100 m n. m., Šumava). Monitoring prokazuje, že jednou z příčin relativní stability teplot přízemní atmosféry a odtoků z horských povodí je transpirace rostlin ve vegetační sezóně umožněná retencí vody v povodí. Dostatečná retenční schopnost krajiny (zejména půdy) a dostatečná transpirace vegetačního krytu dodávají hydrologickému koloběhu cyklický charakter. Bylo prokázáno, že vodou dostatečně zásobený hydrologický cyklus na povodí Liz dobře odolává velkým jednorázovým perturbacím spojeným se zvětšením příkonu tepla, jako tomu bylo v letech 1983, 1992 a 1994 (následek výbuchu sopky El Chichon v roce 1982 a Mont Pinatubo v roce 1991).

KLÍČOVÁ SLOVA: experimentální hydrologie, hydrologický cyklus, Šumava.

Miroslav Tesař, Jaroslav Balek, Miloslav Šír: HYDROLOGICAL RESEARCH IN THE VOLYŇKA BASIN (BOHEMIAN FOREST, CZECH REPUBLIC). J. HydroL. Hydromech., 54, 2006, 2; 72 Refs, 6 Figs, 1 Tab.

Fundamental research of the hydrologic cycle in Volyňka catchment was established by the Institute of

Hydrodynamics (Academy of Sciences of CR) in 1964. Since 1975 hydrologic cycle is monitored in the Liz catchment (spruce forest), Zábrod arable land and Zábrod meadow experimental areas. These experimental sites are situated in the mountainous and submontane region (800 – 1100 m a.s.l.) of the Šumava Mts. (Bohemian Forest). Influence of plant transpiration on the air temperature and entropy production is analyzed. Stabilizing role of both the water retention in a catchment and plant transpiration is evaluated. It was found that under conditions of sufficient retention capacity of a catchment (mainly the soil) and the area covered by transpiring vegetation, the hydrologic cycle was resistant to the great climatic perturbances in the growing seasons 1983, 1992 and 1994.

KEY WORDS: Experimental Hydrology, Hydrological Cycle, Bohemian Forest.

Úvod

Ústav pro hydrodynamiku AV ČR započal v roce 1964 experimentální hydrologický výzkum v povo-dí Volyňky. Cílem bylo získat reprezentativní data pro vodohospodářsky významný šumavský region (Balek, 2005). V roce 1965 byla v rámci projektu UNESCO založena Mezinárodní hydrologická de-káda (International Hydrological Decade – IHD), která se realizovala v letech 1965 – 1974. Povodí Volyňky bylo zahrnuto do celosvětové soustavy sledovaných povodí. Základní hydrologické údaje experimentálního povodí Volyňky publikuje zpráva o jeho založení (Balek, Holeček, 1964). Hydrolo-

gický režim povodí Volyňky v období mezinárodní hydrologické dekády byl zpracován v souhrnné publikaci (Balek, Kulveitová, 1977). Byla publiko-vána hydrometeorologická data povodí Zdíkovské-ho a Adámkova potoka v období 1980 – 1990 (Eliáš et al., 1987, 1991).

Cílem hydrologické dekády bylo poznání geo-grafického a časového kolísání hydrologického cyklu v celoplanetárním měřítku. Akademický vý-zkum se zaměřil na objasnění důvodů, proč je hyd-rologický cyklus tak nepravidelný, když jeho domi-nantní příčina – příkon sluneční energie – je cyklic-kým dějem s meziročním celozemským kolísáním maximálně v řádu jednotek procent. Byly zkoumá-

M. Tesař, J. Balek, M. Šír

138

ny principiální problémy cykličnosti, zákonitosti a náhodnosti hydrologických řad. Inventura tehdej-ších poznatků konstatovala, že nejsou dostatečně známy fyzikální děje, kterými se hydrologický cyk-lus realizuje. Ukázalo se, že se nedostává poznatků zejména o proudění a retenci vody v půdě a o roli rostlin v cyklu. Nebylo také jasné, jak se s velikostí povodí mění kvantitativní významnost dějů účast-nících se hydrologického cyklu. V souvislosti s počínajícím odumíráním lesů v ČR vzniklo po-dezření, že významnou příčinou poruch hydrolo-gického cyklu je lidská činnost: odlesňování, zor-nění, odvodnění a degradace půdního pokryvu.

Experimentální povodí Volyňky byla založena tak, aby bylo možné sledovat, jak se utváří odtok z povodí s jeho zvětšující se plochou (0,999 až 383,201 km2), snižující se nadmořskou výškou (vrchol Boubína 1362 m n.m. až výška nuly vodoč-tu v Něměticích 423,06 m n. m.), měnícím se vege-

tačním pokryvem (od lesů, přes louky až k orné půdě) a zvětšující se intenzitou lidské činnosti (od shora dolů gradující osídlení, zemědělství, prů-mysl). Informace o dílčích povodích, z nichž se celé povodí skládá, jsou v tab. 1. Schématická situ-ace povodí Volyňky a jeho subpovodí, osazení lim-nigrafů a srážkoměrů přináší obr. 1. Soustavné měření srážek a odtoků v celé síti 4 limnigrafických a 11 srážkoměrných stanic probíhalo v letech IHD (1965 – 1974). Po jejím skončení přešla pozorovací síť do správy ČHMÚ a byla ve zredukované formě provozována do devadesátých let minulého století. Dvě párová vrcholová povodí Liz a Albrechtec ležící v CHKO Šumava na hranici Národního parku Šumava zřídil Ústav pro hydrodynamiku v roce 1975 a v zásadně modernizované podobě jsou pro-vozována dodnes.

Obr. 1. Povodí Volyňky a jeho subpovodí – schéma osazení limnigrafů a srážkoměrů. Srážkoměry: S1 – Volyně (450 m n.m.), S2 – Němětice (427 m n.m.), S3 – Hoslovice (590 m n.m.), S4 – Vacov (720 m n.m.), S5 – Úbislav (820 m n.m.), S6 – Lipka (860 m n.m.), S7 – Churáňov (1118 m n.m.), S8 – Kubova Huť (1103 m n.m.), S9 – Vícemile (790 m n.m.), S10 – Zálezly (590 m n.m.), S11 – Bohumilice (555 m n.m.). Uzávěrové profily s limnigrafy: L1 – Volyňka v Něměticích, L2 – Spůlka v Bohumilicích, L3 – Peklov v Nihošovicích, L4 – Volyňka v Sudslavicích. Fig. 1. The Volyňka experimental catchment and its subcatchment – network for precipitation and discharge measurement. Rain gauges: S1 – Volyně (450 m a.s.l.), S2 – Němětice (427 m a.s.l.), S3 – Hoslovice (590 m a.s.l.), S4 – Vacov (720 m a.s.l.), S5 – Úbislav (820 m a.s.l.), S6 – Lipka (860 m a.s.l.), S7 – Churáňov (1118 m a.s.l.), S8 – Kubova Huť (1103 m a.s.l.), S9 – Vícemile (790 m a.s.l.), S10 – Zálezly (590 m a.s.l.), S11 – Bohumilice (555 m a.s.l.). Discharge measurement in closing profiles: L1 – Vo-lyňka v Něměticích, L2 – Spůlka v Bohumilicích, L3 – Peklov v Nihošovicích, L4 – Volyňka v Sudslavicích.

Hydrologický výzkum v povodí Volyňky a autoregulace hydrologického cyklu v povodí Liz

139

T a b u l k a 1. Charakteristika dílčích povodí Volyňky. T a b l e 1. Characteristics of subcatchments in the Volynka experimental catchment.

Volyňka Spůlka Horní Volyňka

Dolní Volyňka

Peklov Albrechtec ∗)

Liz ∗)

Plocha povodí [km2] Catchment area

383,201 104,172 81,034 122,404 75,591 1,612 0,989

Průměrný spád povodí [–] Mean slope of catchment

0,126 0,124 0,124 0,128 0,119 0,132 0,166

Průměrná výška [m n.m.] Mean elevation [m a.s.l.]

725 805 880 615 610 1001 942

Průměrný srážkový úhrn1) 1876–1925 [mm]

781,2 867,8 839,5 667,5 700,0 834,3 834,3

Průměrná roční teplota2) 1901–1930 [oC]

6,2 5,9 5,6 6,7 6,7 5,9 5,9

∗)Charakteristiky povodí Albrechtec a Liz jsou uvedeny pro úplnost, v průběhu IHD tato povodí pozorována nebyla. ∗)Characteristics of the Liz and Albrechtec catchments are presented by reason of entirety; these catchments were not monitored in the course of IHD; 1)Mean precipitation total, 2)Mean annual temperature

Základem hydrologického výzkumu na povodích Liz a Albrechtec je od roku 1975 soustavné měření srážek, odtoků, teploty a vlhkosti vzduchu, rychlos-ti a směru větru. Od roku 1983 se měří tenzomet-rické tlaky v půdním profilu a globální radiace a od roku 2000 zásoba vody v půdě pomocí integračních vlhkoměrů (Lichner et al., 2004a). Počínaje rokem 1989 se sleduje mokrá atmosférická depozice for-mou usazených srážek. Užívají se pasivní a aktivní kolektory mlžné a oblačné vody (Fišák et al., 2001a). Hydrologický výzkum se zaměřuje na me-chanismy stabilizace a extremalizace hydrologické-ho cyklu a odolnosti cyklu na perturbace. Povodí Liz je součástí celoevropské sítě reprezentativních povodí ERB (Tesař, 1996) a celostátní sítě GEOMON (Fottová, 2003). Experimentální lokality

V současné době jsou monitorována dvě vrcho-lová párová povodí Volyňky – Liz a Albrechtec. Několik set metrů pod jejich závěrovými profily se nacházejí dvě párové lokality Zábrod-pole a Zábrod louka. Obě povodí leží bezprostředně vedle sebe a mají zčásti společnou rozvodnici. Povodí se nachá-zejí ve shodných přírodních podmínkách, odlišují se pouze plochou, povodí Albrechtec má plochu zhruba dvojnásobnou (1,61 km2) než povodí Liz (0,99 km2). Obr. 2 představuje fyzickogeografickou mapu povodí Liz a Albrechtec se zákresem jednot-livých stanovišť a obr. 3 znázorňuje věkovou struk-turu lesa na sledovaných povodích Liz a Albrech-tec. Lokality Zábrod-pole a Zábrod-louka leží ve shodných přírodních podmínkách. Odlišují se pou-ze obděláváním půdy. Obě lokality Zábrod-pole a

Zábrod-louka byly odvodněny v roce 1976 syste-matickou trubní drenáží.

Povodí Liz, Albrechtec a lokality Zábrod pole a louka se nacházejí v oblasti Vimperské vrchoviny, která svou jihovýchodní částí zasahuje do CHKO a NP Šumava. Z hlediska typologického členění re-liéfu náleží Vimperská vrchovina mezi členité vr-choviny. Experimentální území je součástí vrcho-vinné jižní části Vimperské vrchoviny, která pře-chází do horského pásma Šumavy. Rozložení půd-ních druhů ve Vimperské vrchovině je dáno hlavně geologickým složením matečních hornin a nadmoř-skou výškou. Převládají hlinitopísčité a písčitohlini-té středně hluboké půdy. Z lesních půdních typů jsou nejvíce zastoupeny hnědé půdy (slabě glejové, glejové, illimerizované). Poměrně hojně se vysky-tují půdy podzolované a podzoly. V nivách kolem vodních toků se vyskytují půdy nivní a drnoglejové. V nejvyšších polohách na vrcholech kopců se na-cházejí nevyvinuté půdy. Ze zemědělsky využíva-ných půdních typů jsou zastoupeny hnědé půdy, drnoglejové půdy a částečně i půdy nivní. Na vývo-ji hnědých půd kyselých se výrazněji uplatnily zej-ména klimatické podmínky, reliéf a vlastnosti pů-dotvorných substrátů. Zvýšené množství srážek a nižší teploty vedly k zvýšené intenzitě vyluhování, při níž současně při kyselé reakci dochází k omezení biologické činnosti, a tím k značnému hromadění kyselých organických látek na povrchu půdy. Lehčí zrnitostní složení půdotvorných sub-strátů hnědých půd kyselých a podzolovaných eli-minuje vliv většího množství srážek, takže nedo-chází k oglejení. Pouze v dolních částech svahů a na plošinách, kde je zvětralinový materiál vrstevna-tě ukládán, se vytvářejí poněkud méně propustná deluvia, na kterých dochází k různému stupni ogle-

M. Tesař, J. Balek, M. Šír

140

Obr. 2. Fyzickogeografická mapa povodí Liz a Albrechtec se schematickým zakreslením říční a cestní sítě. MS – automatický meteorologický systém pro gradientové měření, 1 až 10 – stanoviště pro sledování vodního režimu půd, LA – uzávěrový profil povodí Albrechtec s ultrazvukovým měřením průtoků, LL - uzávěrový profil povodí Liz s ultrazvukovým měřením průtoků. Fig. 2. Physical geographic situation of the Liz and Albrechtec experimental catchments with the scheme of the river and road network. MS – meteorological station for gradient observations of water and heat transfer in the surface layer of atmosphere as well as in the soil profile, 1 to 10 – monitoring of the soil water regime, LA – discharges measurement in the closing profile of the Al-brechtec experimental catchment using the ultrasonic device, LL – discharges measurement in the closing profile of the Liz experi-mental catchment using the ultrasonic device.

Obr. 3. Věková struktura lesního pokryvu povodí Liz a Albrechtec. Fig. 3. The forest age in the Liz and Albrechtec experimental catchments.

Hydrologický výzkum v povodí Volyňky a autoregulace hydrologického cyklu v povodí Liz

141

jení. Drnoglejové půdy jsou výrazně podmíněny vlastností reliéfu a s ním souvisejícími hydrologic-kými poměry. Modelové území se nachází v jihozápadní části Vimperské vrchoviny v povodí Zdíkovského potoka, který protéká širší luční dep-resí. Ve své vrchní části se tento tok formuje na severně orientovaných lesních svazích, kde se na-chází povodí Liz, pod zalesněnými svahy se potom nachází lokalita Zábrod-louka a Zábrod-pole.

Z hlediska geologického je zájmové území sou-částí rozsáhlého moldanubického masivu. Na geo-logické stavbě se podílejí převážně horniny meta-morfované, pararuly, s menšími injekovanými loka-litami v severní části území, jež je z větší části za-lesněno. Všechny horniny skalního podkladu jsou v nivních polohách překryty nivními nevápnitými uloženinami, v depresích a na spodních a středních částech svahů i svahovinami čtvrtohorního stáří. V údolních polohách se místy vytvořily rozsáhlé lokality rašelin. Z lesních půd jsou zde zastoupeny následující pedogenetické skupiny – skupina pod-zolů (železité podzoly, humusoželezité podzoly, humusové hnědé a šedé podzoly), skupina hnědých lesních půd (okrové, rezivé, čokoládově hnědé lesní půdy), meziskupina hnědých lesních půd, skupina semiglejových půd, skupina glejových půd, skupina rašeliništních půd, skupina geneticky složených lesních půd a skupina mladých nevyvinutých půd. Ze zemědělsky využívaných genetických půdních představitelů dosahují největšího rozšíření hnědé půdy kyselé, hnědé půdy kyselé oglejené, hnědé půdy kyselé glejové, hnědé půdy podzolované, drnoglejové půdy a drnoglejové půdy rašeliništní.

Lokalita Zábrod-louka je využívána jako trvalý travní kryt, v roce 1976 byla odvodněna systema-tickou trubkovou drenáží, genetický půdní předsta-vitel je hnědá půda kyselá slabě oglejená, poloha: 13o 41´ 45´´ východní délky, 49o 04´ 15´´ severní šířky, 788 m n. m. Lokalita Zábrod-pole byla vyu-žívána jako orná půda, v roce 1976 byla odvodněna systematickou trubkovou drenáží, genetický půdní představitel je hnědá půda kyselá podzolovaná, poloha: 13o 41´ 45´´ východní délky, 49o 04´ 13´´ severní šířky, 789,5 m n. m. Povodí Liz je zalesně-né, porost povodí patří do kyselé smrkové bučiny 6k6, genetický půdní představitel je oligotrofní hnědá lesní půda, zeměpisné souřadnice: 13o 40´ 01´´ až 13o 41´ 00´´ východní délky, 49o 03´ 23´´ až 49o 04´ 09´´ severní šířky, výška povodí 828 až 1074 m n. m. s průměrnou výškou 941,5 m n. m. Plocha povodí je 0,99 km2, střední sklonitost povo-dí je 16,6 %, délka údolnice 1,45 km, délka toků

2,28 km. Průměrná roční teplota vzduchu je 6,3 oC, průměrná teplota vzduchu v lednu činí –3,4 oC, průměrná teplota vzduchu v červenci 13,6 oC, prů-měrný roční srážkový úhrn 825 mm, průměrný roční počet dnů sněhové pokrývky 92. Povodí Al-brechtec bezprostředně sousedí s povodím Liz. Jeho klimatické charakteristiky jsou totožné s povodím Liz, plocha povodí je téměř dvojnásobná. Přístrojové vybavení

Přístrojové vybavení povodí a ploch vychází z koncepčního záměru kvantifikovat celý cyklus v měřítku malého povodí. Standardně se měří deš-ťové srážky, horizontální srážky, sněhová pokrýv-ka, příkon sluneční radiace, teplota vzduchu a půdy, teplota povrchu půdy a rostlinstva, tenzometrické tlaky půdní vody, vlhkost půdy, průtok závěrovým profilem povodí. Měřící přístroje jsou konstruovány jako elektronická čidla připojená k dataloggerům.

Denní úhrny dešťových srážek jsou měřeny v síti tvořené 9 srážkoměry. Síť pokrývá území 15 km2, v němž leží sledované povodí a plochy. Dešťové intenzity jsou měřeny na 8 místech. Sněhová po-krývka je měřena na pěti lokalitách v nadmořských výškách od 830 do 1122 m, a to vždy na volné plo-še a v sousedícím lesním porostu.

Páteřní meteorologická stanice je umístěna ve středové poloze mezi povodími a plochami v nad-mořské výšce 830 m. Jedná se o plně automatizo-vaný systém pro kontinuální monitoring přenosu tepla a vody v přízemní vrstvě atmosféry a nenasy-cené půdní zóně. Gradientová měření základních meteorologických veličin jsou umístěna v úrovních 2, 5 a 10 m nad terénem. Kontinuálně jsou měřeny teploty a vlhkosti vzduchu, tlak vzduchu, směr a rychlost větru, trvání slunečního svitu, globální radiace včetně její odražené složky, intenzita a úhrn dešťových padajících srážek. V jednotlivých úrov-ních půdního profilu jsou měřeny tenzometrické tlaky, objemové vlhkosti půdy a teploty půdy. Me-teorologická stanice je doplněna monitorovacím a vzorkovacím systémem oblačné a mlžné depozice, který se skládá z detektoru současného stavu počasí PWD11 (Present Weather Detector, Vaisala, Fin-sko) doplněného aktivním mlhoměrným zařízením NES 210Fog Sampler (Eigenbrodt, SRN). Tato sestava umožňuje kontinuální měření stavu počasí a depozice vody z větrem hnaných mlh a nízké ob-lačnosti.

V závěrovém profilu povodí Liz a Albrechtec je měřena poloha hladiny na měrném přepadu ultra-

M. Tesař, J. Balek, M. Šír

142

zvukovým hladinoměrem. Na povodí Liz je umís-těno 10 stanovišť, na nichž se měří dynamika půdní vody. Stanoviště vytvářejí na povodí náhodnou síť. Měří se tenzometrické tlaky v hloubkách 15, 30, 45 a 60 cm, průměrná objemová vlhkost půdy v hloubce 30 a 45 cm pod terénem a průměrná vlhkost ve vrstvě 0 – 60 cm. V povodí Liz je insta-lováno zařízení pro kvantifikaci podkorunových srážek a stoku po kmeni, a sice ve smrkovém (lesní typ 6K2, 850 m n.m.) a v bukovém porostu (lesní typ 6V4, 860 m n. m.). Měření mízního toku ve stromech na povodí Liz metodou THB (Čermák et al., 2004) bylo instalováno v roce 2005 ve smrko-vém porostu (lesní typ 6K2, 850 m n. m.). Na ploše Zábrod-pole a Zábrod-louka je umístěno stanoviště, kde se měří intenzita dešťových srážek a dynamika půdní vody.

Pro potřeby odběru vzorků vody z větrem hnané nízké oblačnosti a mlhy byly instalovány pasivní a aktivní mlhoměry na meteorologické stanici Liz (NES 210Fog Sampler EIGENBRODT, SRN; 830 m n. m.) a Churáňov (pasivní mlhoměr typu Gru-now a CWP aktivní mlhoměr, 1118 m n. m.). Pro sledování a vyhodnocování látkových toků jsou pravidelně v měsíčním kroku odebírány a analyzo-vány v rámci sítě GEOMON vzorky srážek na vol-né ploše (typ „bulk“), podkorunových srážek ve smrkovém porostu (lesní typ 6V4, 860 m n. m.) a povrchového odtoku v místě uzávěrového profilu povodí Liz od roku 1994. V posledních létech byly odběry doplněny o odběr vzorků podkorunových srážek v bukovém porostu (lesní typ 6V4, 860 m n. m.) a o odběr vzorků vody stékající po kmenech ve smrkovém porostu (lesní typ 6V4, 860 m n. m.) a v bukovém porostu (lesní typ 6V4, 860 m n. m.). Metody zpracování dat

Měřená data jsou zpracována a vyhodnocována pomocí přejatých či vlastních programů. Srážkood-tokový vztah se zkoumá konceptuálním modelem SACRAMENTO (Burnash, 1995) a procesním modelem BROOK (Federer, 1993). Proudění vody v půdě a geneze odtoku z půdy se simuluje mode-lem SWATRE/SWAP93 (Belmans et al., 1983), založeným na řešení Richardsovy rovnice. Hydro-fyzikální vlastnosti půdy, potřebné pro Richardsovu rovnici, se stanovují programem RETC (Šír et al., 1985, Vogel et al., 1985). Perkolační jevy při prou-dění vody v půdě se zkoumají pomocí simulátoru PERKOL (Šír et al., 1996a, b). Transpirace rostlin-ného krytu se stanovuje z energetické bilance po-rostu programem NOVTRANS (Pražák et al.,

1994, 1996). Hydrologická bilance půdy se sestavu-je programem BIL (Tesař et al., 2001). Retenčně-evapotranspirační jednotka RETU (Eliáš et al., 2002) se užívá k simulaci přenosu vody a tepla mezi půdou, rostlinami a atmosférou v teplé části roku. Depozice mlžné a oblačné vody na porosty se modeluje programem LOVETT (Lovett, 1984; Lo-vett, Reiners, 1986). Přehled publikovaných výsledků Hydrologické řady a srážkoodtokový vztah Řady hydrologických veličin, zejména odtoků,

srážek a evapotranspirace, byly analyzovány statis-tickými metodami (Anděl, Balek, 1969). Byla vy-pracována metoda modelování poruch hydrologic-kých řad pomocí demodulace (Anděl, Balek, 1974). Byla analyzována tvorba odtoku z povodí (Balek, 1968, 1973, 1975) a sestavena celoroční vodní bi-lance povodí (Balek, 1970).

Studie (Buchtele et al., 1996b) se zabývá mode-lováním srážkoodtokového vztahu modely SACRAMENTO a BROOK. V reakci na současnou klimatickou změnu bylo pomocí těchto modelů zpracováno několik analýz vlivu klimatu, změny porostu a změny obhospodařování na vodní režim povodí (Buchtele, 1995, Buchtele et al., 1996a, 1999, 2000). V těchto studiích hraje povodí Liz roli srovnávací báze, neboť je vcelku nedotčeno lid-skými zásahy. Proudění vody v půdě, vodní režim půd a geneze odtoku z povodí

Tenzometrický monitoring vodního režimu půdy pod různými porosty popisuje práce Tesař et al. (2001). Vliv porostu na vodní režim půdy je analy-zován v příspěvku Tesař, Šír (1998), Tesař et al. (2004b). Na základě tenzometrického monitoringu vodního režimu půd byl popsán oscilační režim výtoku vody z půdy do podloží (Pražák et al., 1992). Byl potvrzen nezávislými experimenty s radioaktivním stopovačem (Šír et al., 2000). Po-mocí tenzometrických měření a radioaktivního stopovače byla stanovena aktuální retenční kapacita půdy (Lichner et al., 2004a, b, 2005). Experimenty s radioaktivními stopovači byly uskutečňovány již při založení povodí Volyňky (Balek et al., 1965). Jejich smyslem bylo odhalit cesty, jakými se for-muje odtok z povodí. V práci Tesař et al. (2004d) je ukázáno, že oscilační režim výtoku vody z půdy do

Hydrologický výzkum v povodí Volyňky a autoregulace hydrologického cyklu v povodí Liz

143

podloží má podstatný podíl na vzniku vzestupné větve hydrogramu odtoku. Transpirace rostlin, stabilita a extremalizace hydrologického cyklu

Práce Balek et al. (1977) představila metodu pro přímé měření rychlosti transpiračního proudu ve stromech. Soudobá přístrojová varianta této metody se používá na povodí Liz i dnes (Čermák, Naděždi-na, 2005). Studie Balek et al. (1977) ukazuje výpo-čet transpirace lesního pokryvu z meteorologických dat. V pracích Pražák et al. (1994, 1996) je odvo-zena metoda výpočtu potenciální evapotranspirace z globální radiace a teploty vzduchu.

Balek et al. (1977) se zabývá regulací vodního koloběhu vlivem transpirujících rostlin. Ve zprávě Eliáš (1980) jsou analyzovány endogenní a exo-genní regulátory hydrologického cyklu. Práce Eliáš (1985) studuje souvislosti mezi povrchovým odto-kem, vegetací a atmosférou. V práci Eliáš et al. (2002) je pomocí modelu RETU studována stabilita a extremalizace hydrologického cyklu pramenných oblastí na příkladu povodí Liz. V práci Šír et al. (2003b) se demonstrují poruchy transpiračního chlazení z hlediska srážkoodtokového vztahu ve vegetační sezóně. Článek Šír et al. (2005) se zabývá vztahem transpirace rostlin a autoregulace hydrolo-gického cyklu. Souvislosti mezi klimatickou změ-nou a transpirací jsou popsány v práci Šír et al. (2003a). Reakci hydrologického cyklu na povodích Liz, Jalovecký potok (SR) a v Rakousku na pertur-baci vyvolanou výbuchem sopky Mont Pinatubo popisují práce Holko et al. (2003), Šír et al. (2004a). Vlivem vegetačního porostu krajiny na vodní hospodářství se zabývá práce Šír et al. (2004b). Působení vegetace na vodní a teplotní režim tří povodí ve vrcholovém pásmu Šumavy je studováno v příspěvku Tesař et al. (2004a). Atmosférická depozice

Strnad et al. (1988) udává základní charakteristi-ky chodu mlh na šumavském Churáňově v blízkosti povodí Liz a Albrechtec. Odhad depozice mlžné a oblačné vody na smrkové porosty v atmosférických podmínkách Churáňova uvádí práce Tesař (1993), Eliáš, Tesař (1994a, b). Metody vzorkování, che-mických analýz a výpočtu depozice modelem Lo-vett jsou popsány v práci Eliáš et al. (1995). V článku Fišák et al. (2001a) je popsána konstrukce mlhoměrných zařízení. Přehledné údaje o atmosfé-rické depozici v jižních a severních hraničních ob-

lastech ČR přinášejí práce Tesař et al. (1995), Fišák et al. (2001b, 2002, 2004). Ve studiích Tesař et al. (2000a, b, 2001, 2004c, 2005) jsou kvantifikovány usazené srážky a mokrá atmosférická depozice v oblasti Šumavy. Autoregulace hydrologického cyklu v povodí Liz

Dlouhodobě stabilní střední teplota povrchu Ze-mě je 288 K, což je o 33 K více, než odpovídá rov-novážné radiační teplotě 255 K, jak plyne z energetické bilance Země jako absolutně černého tělesa (Kleidon, Lorenz, 2004). Příčinou je sklení-kový efekt atmosféry a přenos tepla a vody v atmosféře v důsledku kondenzačně evaporačního cyklu. Ten je podstatou celého hydrologického cyklu. Autoregulací se rozumí skutečnost, že střed-ní teplota povrchu Země je udržována navzdory růstu příkonu slunečního záření (asi o 30 % za 3,4 miliardy let) a že zeměpisně nerovnoměrné osluně-ní spolu s denním a ročním kolísáním příkonu slu-nečního záření nevede k přílišným teplotním ex-trémům. Typickým projevem autoregulace je sku-tečnost, že průměrná teplota přízemní atmosféry ve vegetační sezóně jen málo meziročně kolísá na jednom místě.

Základem autoregulační funkce hydrologického cyklu je vhodné rozdělení zemským povrchem po-hlcené sluneční energie na zjevné a latentní teplo (Pokorný, 2001). Zjevné teplo je teplo vyzářené z povrchu bezprostředně po pohlcení slunečního záření, takže okamžitě ohřívá vzduch. Časově a plošně nerovnoměrný ohřev atmosféry zjevným teplem je jednou z příčin cirkulace atmosféry na Zemi. Latentní teplo je teplo spotřebované na výpar vody. Do latentního tepla se sluneční energie „uschová“, aniž by došlo k okamžitému zvýšení teploty ovzduší. Latentní teplo se uvolní až při ná-sledné kondenzaci páry. K ní dochází na chladněj-ších místech na Zemi nebo v atmosféře, je-li pára spolu se vzduchem odváta z místa výparu, nebo v chladnější době, např. když Země chladne v noci. V důsledku uvolnění latentního tepla se ovzduší zahřeje. Zkondenzovaná pára občasně spadne jako srážka zpět na zemský povrch. Tímto mechanis-mem se udržuje cyklický charakter oběhu tepla a vody na Zemi v poměrně úzkém rozmezí teplot povrchu Země. Z hlediska chlazení zemského po-vrchu rozděluje transpirace rostlin pohlcenou slu-neční energii na zjevné a latentní teplo v lepším poměru, než prostý výpar. Důkazem autoregulační funkce transpirace v hydrologickém cyklu je zvý-šení produkce entropie v případě, kdy je výpar řízen

M. Tesař, J. Balek, M. Šír

144

rostlinami, oproti poměrům, kdy transpirace nefun-guje (Kleidon et al., 2000; Šír et al., 2005).

Konverze sluneční energie v teplo na zemském povrchu vede ke zvětšení vlnové délky tepla oproti vlnové délce slunečního záření, tudíž dochází k produkci entropie. Ta se vypočte ze vztahu (1)

s = Qout/Tout – Qin/Tin, (1)

kde Qin – energie pohlcená povrchem, Tin – teplotní ekvivalent vlnové délky energie dopadající na po-vrch, Qout – vyzářená energie, Tout – teplotní ekviva-lent vlnové délky z povrchu vyzářené energie, s – produkce entropie. Vztah (1) lze přímo použít k výpočtu produkce entropie při transformaci slu-nečního záření na zjevné teplo. Porost pohltí slu-neční záření Qin o teplotním ekvivalentu vlnové délky rovném teplotě povrchu Slunce Tin = 5760 K a bezprostředně vyzáří jako zjevné teplo Qout z povrchu o teplotním ekvivalentu vlnové délky rovném teplotě porostu Tout.

Latentní teplo odnímá energii z výparného po-vrchu, ta se následně při kondenzaci uvolňuje zpět do atmosféry. Na skupenskou přeměnu vody v páru se užije sluneční záření s teplotou Tin = 5760 K, pára v chladnější atmosféře zkondenzuje, čímž se uvolní teplo při teplotě Tout rovné teplotě vzduchu. Nutno uvážit, že evaporačně-kondenzační cyklus je ve skutečnosti nelokální a nesynchronní, protože pára často zkondenzuje na jiném místě a v jiném čase, než se voda vypařila. Proto slouží vzorec (1) jen k přibližnému odhadu produkce entropie v evaporačně-kondenzačním cyklu.

Vzhledem k tomu, že entropie je aditivní veliči-nou, můžeme definovat celkovou produkci entropie při konverzi sluneční energie na zemském povrchu jako součet produkce entropie při transformaci slu-nečního záření na zjevné teplo a produkce entropie při transformaci slunečního záření na latentní teplo.

Analyzujme produkci entropie na povodí Liz v období 1. 6. až 30. 9. vegetačních sezón 1983 až 1999. Zjevné teplo, latentní teplo a teplota porostů byly stanoveny pomocí teorie chlazení rostlin (Pra-žák a kol., 1994). V jejím rámci se předpokládalo, že rostliny regulují teplotu listů výparem vody tak, aby nepřekročila hodnotu 25 °C. Pro výpočet byly užity měřené hodnoty teploty přízemní vrstvy vzduchu, globální radiace a tenzometrického tlaku půdní vlhkosti v kořenové zóně. Byl-li tenzomet-rický tlak v kořenové zóně menší než –60 kPa, transpirace se anulovala a veškeré pohlcené sluneč-ní záření se měnilo v latentní teplo. Produkce en-tropie byla stanovena podle vzorce (1) pro obě konverze slunečního záření.

Na obr. 4 je ukázána souvislost mezi příkonem slunečního záření a průměrnou teplotou vzduchu mezi 5. a 20. hodinou ve vegetačních sezónách 1. 6. až 30. 9. let 1983–1999. Navzdory značnému kolí-sání slunečního příkonu (max. rozdíl sezónních sum 282 MJ/m2, to je 20 %) okolo střední hodnoty 1414 MJ/m2 se udržovala průměrná teplota vzduchu v úzkém rozmezí (max. rozdíl sezónních průměrů 3,5 ºC, to je 26 %) okolo průměru 13,2 ºC. Nejvyšší průměrná teplota 15,4 ºC byla v sezóně 1992. Bylo to způsobeno kombinací vysokého příkonu sluneč-ního záření a nízkých srážek, což vedlo k tomu, že ve 39 % trvání sezóny byla půda natolik proschlá, jak ukazovala tenzometrická měření půdní vláhy, že transpirace byla podstatně menší než potenciální. O malé transpiraci svědčí také velké zjevné teplo 1086 MJ/m2 a vysoká teplota vzduchu, jak ukazuje obr 5. Je to o 133 MJ/m2 (o 14 %) více, než je prů-měr 953 MJ/m2 všech sezón v období 1983–1999.

Rozptyl sezónních sum celkové produkce entro-pie je 0,88 MJ/K/m2 (20 %) okolo střední hodnoty 4,56 MJ/K/m2 (obr. 6). Maximální celková produk-ce entropie dosahuje sezónní sumy cca 5 MJ/K/m2 v letech 1983, 1992 a 1994. V těchto sezónách do-šlo k velkému klimatickému výkyvu vlivem pertur-bací, které měly původ v ději nespadajícím do hyd-rologického cyklu. V sezóně 1983 to byl výbuch mexické sopky El Chichon v dubnu roku 1982. Příčinou klimatického výkyvu v sezónách 1992 až 1994 byla celozemská změna cirkulace atmosféry v důsledku výbuchu filipínské sopky Mont Pinatu-bo v červnu roku 1991 (Hansen, 1996; Holko et al., 2003; Šír et al., 2004a). Oba sopečné výbuchy vnesly do atmosféry takové množství sopečných hmot, že došlo ke zvětšení odrazivosti atmosféry pro sluneční záření, tudíž k menšímu příkonu slu-neční energie v celozemském rozsahu. Na našem území došlo paradoxně ke zvětšení příkonu sluneč-ního záření, neboť v důsledku změněné cirkulace atmosféry na severní polokouli byl zablokován přísun oceánského vzduchu nad pevninu. Tudíž byla menší oblačnost, a tedy větší globální radiace (obr. 4).

V perturbací zasažených sezónách 1983, 1992 a 1994 došlo ke značnému zvětšení produkce entro-pie při transformaci slunečního záření na zjevné a latentní teplo, což je důkazem dobré autoregulační funkce hydrologického cyklu na povodí Liz. Se-zónní produkce entropie nad 5 MJ/K/m2 je zřejmě typická pro poruchové roky. Vzhledem k tomu, že produkce entropie je řízena rostlinami, můžeme tvrdit, že mechanismem, který vyrovnává režim

Hydrologický výzkum v povodí Volyňky a autoregulace hydrologického cyklu v povodí Liz

145

Obr. 4. Radiační příkon slunečního záření a průměrná teplota vzduchu mezi 5. a 20. hodinou v období 1. 6. až 30. 9. v sezónách 1983–1999 na povodí Liz. Fig. 4. Absorbed global radiation and mean air temperature in the growing seasons 1. 6. – 30. 9. 1983 – 1999 from 5 a.m. till 8 p.m. in the Liz experimental catchment.

Obr. 5. Rozdělení radiačního příkonu na latentní a zjevné teplo v období 1. 6. až 30. 9. v sezónách 1983–1999 na povodí Liz. Fig. 5. Latent and sensible heat in the growing seasons 1. 6. – 30. 9. 1983 – 1999 from 5 a.m. till 8 p.m. in the Liz experimental catchment.

M. Tesař, J. Balek, M. Šír

146

Obr. 6. Celková produkce entropie a entropie produkovaná při konverzi slunečního záření na zjevné teplo v období 1. 6. až 30. 9. v sezónách 1983–1999 na povodí Liz. Fig. 6. Total entropy and entropy of sensible heat in the growing seasons 1. 6. – 30. 9. 1983 – 1999 from 5 a.m. till 8 p.m. in the Liz experimental catchment. teplot přízemní atmosféry, je transpirace rostlin ve vegetační sezóně umožněná retencí vody v povodí. Závěry a výhledy

Dosavadní hydrologický výzkum v povodí Vo-lyňky prokazuje, že hydrologický cyklus je kom-plexním přírodním jevem s výraznou účastí transpi-rujících rostlin. Jejich životní aktivita je základem autoregulace hydrologického cyklu ve vegetační sezóně. Z podstaty přírodních dějů plyne, že hydro-logický výzkum musí být dlouhodobý a nepřerušo-vaný, aby jeho závěry mohly mít širší platnost. Víc jak dvacetiletý cyklus pozorování již překonal dvě jedenáctileté periody sluneční aktivity, tudíž lze předpokládat, že jeho zatímní závěry věrně odrážejí specifika horských a podhorských oblastí.

Bylo prokázáno, že vodou dostatečně zásobený hydrologický cyklus na povodí Liz dobře odolává velkým jednorázovým perturbacím spojeným se zvětšením příkonu tepla, jako tomu bylo v letech 1983, 1992 a 1994 (následek výbuchu sopky El Chichon v roce 1982 a Mont Pinatubo v roce 1991). Zatím není potvrzena ani vyvrácena jeho odolnost vůči dlouhodobému zvětšování příkonu tepla do cyklu, jak jej způsobuje klimatická změna – oteplo-

vání. Také není jasné, do jaké míry je cyklus odol-ný vůči úbytku transpirujícího rostlinstva v důsled-ku trvalého vnosu toxických a okyselujících látek atmosférickou depozicí.

Skutečnost, že hydrologický cyklus se odehrává z hlediska termodynamického daleko od rovnová-hy, napovídá, že v další etapě výzkumu bude vhod-né užívat pracovních postupů vyvinutých v rámci nerovnovážné termodynamiky. Analýzou produkce entropie při transformaci slunečního záření na teplo je možné identifikovat zdroje chaosu a uspořáda-nosti v cyklu. Pomocí atraktorů lze najít bifurkační body, v nichž dochází k zásadní změně charakteru dějů z cyklických na chaotické a naopak. Studium podmínek, za nichž vzniká v cyklu nízkoentropická hmota (růst a rozklad půdních organismů a rostlin), umožní odhalit roli historie (zejména přírodního výběru vegetačního krytu) ve vývoji hydrologické-ho cyklu. Poděkování. Naše poděkování patří dlouholetým spolupracovníkům Václavu Eliášovi a Emanuelu Strnadovi, kteří se nedožili dnešních dnů. V současné době probíhající výzkum je podporován Akademií věd ČR (Výzkumný záměr AV0Z20600510) a Grantovou agenturou ČR (205/05/2312).

Hydrologický výzkum v povodí Volyňky a autoregulace hydrologického cyklu v povodí Liz

147

LITERATURA ANDĚL J., BALEK J., 1969: Modelování hydrologických řad.

Ústav pro hydrodynamiku ČSAV, Praha, 33 s. + 50 s. ob-rázky a tabulky.

ANDĚL J., BALEK J., 1974: Modelování poruch hydrologic-kých řad pomocí metody demodulace. Ústav pro hydrody-namiku ČSAV, Praha, 36 s.

BALEK J., 1968: Studium genese letních vln pomocí matema-tického modelu. Ústav pro hydrodynamiku ČSAV, Praha, 45 s.

BALEK J., 1970: Matematické modelování celoroční vodní bilance. Ústav pro hydrodynamiku ČSAV, Praha, 43 s.

BALEK J., 1973: Srážkoodtokový deterministický lineární model druhého řádu. Ústav pro hydrodynamiku ČSAV, Praha, 47 s.

BALEK J., 1975: Matematické modelování genese regionál-ních odtoků a hydrometeorologických stochastických proce-sů. [Závěrečná zpráva.] Ústav pro hydrodynamiku ČSAV, Praha, 59 s.

BALEK J., 2005: Malá povodí jako trvalý zdroj informací. In: Šír M., Lichner Ľ., Tesař M., Holko L. (editoři): Hydrologie malého povodí 2005. Vydal ÚH AVČR, Praha, s. 1–5.

BALEK J., HOLEČEK J., 1964: Výzkumné a representativní povodí Ústavu pro hydrodynamiku ČSAV na Volyňce: zá-kladní údaje. Ústav pro hydrodynamiku ČSAV, Praha, 18 s.

BALEK J., KULVEITOVÁ J., 1977: Hydrologický režim reprezentativního povodí Volyňky v období Mezinárodní hydrologické dekády a databanka hodinových čistých dat z tohoto období. Ústav pro hydrodynamiku ČSAV, Praha, 27 s.

BALEK J., KULVEITOVÁ J., DOUDĚRA Z., 1977: Výpočet transpirace lesního pokryvu na základě pozorování meteoro-logických faktorů a možnost aplikace výsledků při regulaci vodního koloběhu. Ústav pro hydrodynamiku ČSAV, Praha, 25 s. + 3 obr. přílohy.

BALEK J., PAVLÍK O., DOUDĚRA Z., 1974: Metoda pro přímé měření rychlosti transpiračního proudu ve stromech. Ústav pro hydrodynamiku ČSAV, Praha, 13 s.

BALEK J., RÁLKOVÁ J., SLUNÉČKO J., 1965: Použití isotopů pro hydrologická měření. Ústav pro hydrodynamiku ČSAV, Ústav jaderného výzkumu ČSAV, Praha, 20 s.

BELMANS C., WESSELING J. G., FEDDES R. A., 1983: Simulation model of the water balance of a cropped soil: SWATRE. J. Hydrol., 63, 3-4, 271–286.

BUCHTELE J., 1995: Simulace změn vodního režimu v povo-dí českých toků srážko-odtokovým modelem SAC-SMA. Dílčí zpráva úkolů č. 215/95 „Impact of Climate Change on Hydrological Regimes and Water Resources in European Community“ řešeného v rámci programu PECO. Ústav pro hydrodynamiku AV ČR, Praha, 85 s.

BUCHTELE J., BUCHTELOVÁ M., FOŘTOVÁ M., TESAŘ M., 1996a: Simulace změn vodního režimu českých povodí podle klimatických scénářů aplikovaných v rámci EU. In: 4. Hydrologické dni. Slovenský výbor pre hydrológiu, Brati-slava, s. 136–137.

BUCHTELE J., BUCHTELOVÁ M., FOŘTOVÁ M., HERR-MANN A., TESAŘ M., 1999: Runoff changes caused by deforestation and aforestation: Results of monitoring and simulations. In: Vlasák P., Filip P., Chára Z. (editoři): Prob-lems in fluid mechanics and hydrology. Ústav pro hydrody-namiku AV ČR, Praha, s. 35–362.

BUCHTELE J., BUCHTELOVÁ M., TESAŘ M., KULASO-VÁ A., 2000: Porovnání simulací vodního režimu v povo-

dích s různými geomorfologickými podmínkami a antropo-genním ovlivněním. In: Hydrologické dny 2000 – nové podněty a vize pro příští století. ČHMÚ, Praha, s. 397–406.

BUCHTELE J., ELIÁŠ V., TESAŘ M., HERRMANN A., 1996b: Runoff components simulated by rainfall-runoff models. Hydrological Sciences J., 41, 1, 49–60.

BURNASH J. C. R., 1995: The NSW river forecast system – catchment modelling. In: Singh V.P. (editor): Computer models of watershed hydrology. Water Resources Publica-tions, Colorado, s. 311–366.

ČERMÁK J., KUČERA J., NADEZHDINA N., 2004: Sap flow measurements with two thermodynamic methods, flow inte-gration within trees and scaling up from sample trees to entire forest stands. Trees, Structure and Function, 18, 529–546.

ČERMÁK J., NADĚŽDINA N., 2005: Přístrojové metody měření transpiračního proudu a architektury kořenových systémů dřevin. In: Šír, M., Lichner Ľ., Tesař M., Holko L. (editoři): Hydrologie malého povodí 2005. Vydal ÚH AV ČR, Praha, s. 37–44.

ELIÁŠ V., 1980: Endogenní a exogenní regulátory hydrologic-kého cyklu: dílčí úkol SPVZ II-7-2/6. Ústav pro hydrody-namiku ČSAV, Praha, 81 s.

ELIÁŠ V., 1985: Hydrodynamická interakce vegetace a atmo-sféry jako prvek ovlivňující povrchový odtok. Ústav pro hydrodynamiku ČSAV, Praha, 71 s.

ELIÁŠ V. et al., 1987: Hydrometeorologická data povodí Zdíkovského a Adámkova potoka v období 1980–1985. Ús-tav pro hydrodynamiku AV ČR, Praha.

ELIÁŠ V. et al., 1991: Hydrometeorologická data povodí Zdíkovského a Adámkova potoka v období 1986–1990. Ús-tav pro hydrodynamiku AV ČR, Praha.

ELIÁŠ V., TESAŘ M., 1994a: Cloud-water chemistry and estimated rates of occult deposition in a forested area of the Šumava Mts. (South Bohemia, Czech Republic). In: FRIEND: Flow Regimes from International Experimental and Network Data – Proceedings of the Braunschweig Con-ference. Institute of Hydrology Wallingford, IAHS Press, s. 417–423.

ELIÁŠ V., TESAŘ M., 1994b: Horizontal precipitation: The input important from hydrological and ecological point of view. J. Hydrol. Hydromech., 42, 2-3, 105 –113.

ELIÁŠ V., TESAŘ M., BUCHTELE J., 1995: Occult precipita-tion: sampling, chemical analysis and process modelling in the Šumava Mts. (Czech Republic) and in the Taunus Mts. (Germany). J. Hydrology, 166, 409–420.

ELIÁŠ V., TESAŘ M., ŠÍR M., SYROVÁTKA O., 2002: Stabilita a extremalizace hydrologického cyklu pramenných oblastí. In: Patera A., Váška J., Zezulák J., Eliáš V. (edito-ři): Povodně: prognózy, vodní toky a krajina. Fakulta sta-vební ČVUT v Praze a Česká vědeckotechnická vodohos-podářská společnost, Praha, s. 363–385.

FEDERER C. A., 1993: BROOK90 – A simulation model for evapotranspiration, soil water and streamflow. USDA Fo-rest Service. Durham, NH, USA.

FIŠÁK J., CHUM J., VOJTA J., TESAŘ M., 2001a: Instru-ment for Measurement of the Amount of the Solid Precipita-tion Deposit – Ice Meter. J. Hydrol. Hydromech., 49, č. 3-4, 187–199.

FIŠÁK J., ŘEZÁČOVÁ D., ELIÁŠ V., TESAŘ M., 2001b: Comparison of pollutant concentrations in fog (low cloud) water in Northern and Southern Bohemia. J. Hydrol. Hy-dromech., 49, 5, 275–290.

FIŠÁK J., ŘEZÁČOVÁ D., WEIGNEROVÁ V., TESAŘ M., 2004: Synoptic situations and pollutant concentrations in

M. Tesař, J. Balek, M. Šír

148

fog water samples from the Milešovka Mt. Stud. Geoophys. Geod., 48, 469–481.

FIŠÁK J., TESAŘ M., ŘEZÁČOVÁ D., ELIÁŠ V., WEIG-NEROVÁ V., FOTTOVÁ D., 2002: Pollutant concentra-tions in fog and low cloud water at selected sites of the Czech Republic. Atmospheric Research, 64, 75–87.

FOTTOVÁ D., 2003: Trends in sulphur and nitrogen deposi-tion fluxes in the Geomon network, Czech Republic, be-tween 1994 – 2002. Water, Soil and Air Pollution, Kluwer Academic Publishers, 150, 73–87.

HANSEN J., 1996: A Pinatubo climate modeling investigation. In: Fiocca, G. et al. (eds.): The Mount Pinatubo eruption: Effects on the atmosphere and climate. NATO ASI Series I: Global environmental change, Vol. 42, Springer Verlag, Berlin – Heidelberg – New York, s. 233–272.

HOLKO L., KOSTKA Z., ŠÍR M., TESAŘ M., PARAJKA J., 2003: Rainfall-runoff relationship and identification of catchment response to climatic forces. In: Holko L. (editor): Proceedings of Workshop on Mountain Hydrology. Bucha-rest, 26. September, s. 24–29.

KLEIDON A., FRAEDRICH K., HEIMANN M., 2000: A green planet versus a desert world: Estimating the maxi-mum effect of vegetation on the land surface climate. Cli-matic Change, 44, 471–493.

KLEIDON A., LORENZ R. D., 2004: Entropy production by Earth system processes. In: Kleidon A., Lorenz R.D. (eds.) Non-equilibrium thermodynamics and the production of en-tropy: life, Earth and beyond. Springer Verlag, Heidelberg.

LICHNER Ľ., ČIPÁKOVÁ A., DLAPA P., ŠÍR M., TESAŘ M., 2005: Rádioindikátorové metódy využívané v pôdnej hydrológii. In: Šír M., Lichner Ľ., Tesař M., Holko L. (edi-toři): Hydrologie malého povodí 2005. Vydal ÚH AV ČR, Praha, s. 201–208.

LICHNER Ľ., HOLKO L., ČIPÁKOVÁ A., ŠÍR M., TESAŘ M., 2004a: New devices and techniques for hydrological observation. In: Proceedings of the British Hydrological So-ciety – International Conference Imperial College London July 2004, Hydrology: Science & Practice for the 21st Cen-tury: Volume 1, B. Webb (editors), BHS 2004a, s. 447–452.

LICHNER Ľ., ŠÍR M., TESAŘ M., 2004b: Meranie retenčnej kapacity pôdy. Acta Hydrologica Slovaca, 5, 2, 216–221.

LOVETT G. M., 1984: Rates and mechanisms of cloud water deposition to a subalpine balsam fir forest. Atmospheric Environment, Vol. 18, 2, 361–371.

LOVETT G. M., REINERS W. A., 1986: Canopy structure and cloud water deposition in subalpine coniferous forests. Tellus 38B, 319–327.

POKORNÝ J., 2001: Dissipation of solar energy in landscape – controlled by management of water and vegetation. Re-newable Energy, 24, 641–645.

PRAŽÁK J., ŠÍR M., KUBÍK F., TYWONIAK J., ZARCONE C., 1992: Oscillation phenomena in gravity driven drainage in coarse porous media. Water Resour. Res., 28, 1849– –1855.

PRAŽÁK J., ŠÍR M., TESAŘ M., 1994: Estimation of plant transpiration from meteorological data under conditions of sufficient soil moisture. J. Hydrol., 162, 409–427.

PRAŽÁK J., ŠÍR M., TESAŘ M., 1996: Parameters determi-ning plant transpiration under conditions of sufficient soil moisture. J. Hydrol., 183, 425–431.

STRNAD E., TESAŘ M., ŠÍR M., KUBÍK F., 1988: Základní charakteristiky chodu mlhy na Churáňově 1976–1987. Me-teorologické zprávy, 41, 109–119.

ŠÍR M., KUBÍK F., TESAŘ M., PRAŽÁK J., 1996a: Liquid transport in porous media – discontinuous phenomena. Part I: Theory. J. Hydrol. Hydromech., 44, č. 2-3, 81–90.

ŠÍR M., KUBÍK F., TESAŘ M., PRAŽÁK J., 1996b: Liquid transport in porous media – discontinuous phenomena. Part II: Examples. J. Hydrol. Hydromech., 44, č. 4, 235–251.

ŠÍR M., LICHNER Ľ., TESAŘ M., 2005: Transpirace rostlin a autoregulace hydrologického cyklu. In: Šír M., Lichner Ľ., Tesař M., Holko L. (editoři): Hydrologie malého povodí 2005. Vydal ÚH AV ČR, Praha, s. 299–306.

ŠÍR M., TESAŘ M., LICHNER Ľ., SYROVÁTKA O., 2000: In-situ measurement of oscillation phenomena in gravity-driven drainage. In: Eliáš V., Littlewood I. G. (editors): Proc. of the Seventh Conference of the European Network of Experimental and Representative Basins (ERB), “Catch-ment Hydrological and Hydrochemical Processes in Chan-ging Environment”, Liblice, Czech Republic, September 22 – 24, 1998. IHP-V, Technical Documents in Hydrology, No. 37, UNESCO Paris, s. 250–255.

ŠÍR M., TESAŘ M., LICHNER Ľ., SYROVÁTKA O., 2003a: Klimatická změna a transpirace rostlin. In: Patera A., Váška J., Jakubíková A. (editoři): Workshop 2002 „Extrémní hyd-rologické jevy v povodí“. Fakulta stavební ČVUT v Praze a Česká vědeckotechnická vodohospodářská společnost, Pra-ha, s. 151–156.

ŠÍR M., TESAŘ M., LICHNER Ľ., SYROVÁTKA O., 2003b: Projev poruch transpiračního chlazení ve srážko-odtokovém vztahu ve vegetační sezóně. In: Patera A., Váška J., Jakubí-ková A. (editoři): Workshop 2003 „Extrémní hydrologické jevy v povodí”. Fakulta stavební ČVUT v Praze a Česká vědeckotechnická vodohospodářská společnost, Praha, s. 261–270.

ŠÍR M., TESAŘ M., LICHNER Ľ., SYROVÁTKA O., 2004a: Projev klimatické anomálie 1992–1996 v odtokových po-měrech na povodí Liz. J. Hydrol. Hydromech., 52, 2, 108–114.

ŠÍR M., TESAŘ M., LICHNER Ľ., SYROVÁTKA O., 2004b: Vegetační porost krajiny a vodní hospodářství. Vod. Hos-podář., 8, 234–237.

ŠÍR M., VOGEL T., CÍSLEROVÁ M., 1985: Analytické vy-jádření retenční křivky a hydraulické vodivosti pórovitého materiálu. Vodohosp. Čas., 33, č. 1, 74–85.

TESAŘ M., 1993: Cloud and fog water deposition in the Šu-mava Mts. (Czech Republic). A model estimate of water flux and deposition of chemical compounds to montainous spruce stand. Acta Universitatis Carolinae Geologica, 37, 57–72.

TESAŘ M., 1996: Experimental basis and catchments in the Šumava Mts (the Czech Republic). ERB Newsletter, No. 11, 6–11.

TESAŘ M., ELIÁŠ V., ŠÍR M., 1995: Preliminary results of characterization of cloud and fog water in the mountains of Southern and Northern Bohemia. J. Hydrol. Hydromech., 43, č. 6, 412–426.

TESAŘ M., FOTTOVÁ D., ELIÁŠ V., ŠÍR M., 2000a: Occult precipitation as an important contribution to the wet deposi-tion in Bohemian Forest. Silva Gabreta, 4, 8–96.

TESAŘ M., ŠÍR M., 1998: Influence of land use on the water regime of soil in the headwater regions, Czech Republic. In: Haigh M.J., Krecek J., Rajwar G.S., Kilmartin M.P. (edi-tors), Proc. of the Fourth International Conference on Headwater Control “Headwater '98”, Merano, Italy, April 1998. A. A. Balkema, Rotterdam, Brookfield, 357–363.

Hydrologický výzkum v povodí Volyňky a autoregulace hydrologického cyklu v povodí Liz

149

TESAŘ M., ŠÍR M., ZELENKOVÁ E., 2004a: Vliv vegetace na vodní a teplotní režim tří povodí ve vrcholovém pásmu Šumavy. Aktuality šumavského výzkumu II. Vydala Správa NP a CHKO Šumava, Vimperk, 84–88.

TESAŘ M., ŠÍR M., DVOŘÁK I. J., LICHNER L., 2004b: Influence of vegetative cover changes on the soil water re-gime in headwater regions in the Czech Republic. In: Herr-mann, A., Schroeder, U. (editors), Studies in Mountain Hydrology. IHP/HWRP-Berichte, Heft 2, Koblenz, 57–72.

TESAŘ M., ŠÍR M., FOTTOVÁ D., 2005: Usazené srážky a chemismus malého horského povodí. In: Šír, M., Lichner, Ľ., Tesař, M., Holko, L. (editoři): Hydrologie malého povo-dí 2005. Vydal ÚH AV ČR, Praha, 343–350.

TESAŘ M., ŠÍR M., FOTTOVÁ D., 2000b: Long-term fog and cloud water deposition monitoring in the Šumava Mts. (Southern Bohemia, Czech Republic). In: Eliáš V., Little-wood I. G. (editors), Proc. of the Seventh Conference of the European Network of Experimental and Representative Ba-sins (ERB), “Catchment Hydrological and Hydrochemical Processes in Changing Environment”, Liblice, Czech Re-public, September 22 – 24, 1998. IHP-V, Technical Docu-ments in Hydrology, No. 37, UNESCO Paris, 281–288.

TESAŘ M., ŠÍR M., FOTTOVÁ D., 2004c: Usazené srážky jako významný příspěvek k atmosférické depozici ve vy-braných horských a urbanizovaných oblastech ČR. In: Šír M., Tesař M. (editoři): Atmosférická depozice 2004. Vydal ÚH AV ČR, Praha, 95–101.

TESAŘ M., ŠÍR M., FOTTOVÁ D., FIŠÁK J., ELIÁŠ V., 2001: Cloud and fog water deposition and its hydrological and ecological importance in selected regions of the Czech Republic. In: Schemenauer, R. S., Puxbaum, H. (editors): Proc. of 2nd Intern. Conf. on Fog and Fog Collection. St. John‘s, Canada, July 15 – 20, 2001, 153–156.

TESAŘ M., ŠÍR M., PRAŽÁK J., LICHNER L., 2004d: Insta-bility driven flow and runoff formation in a small catch-ment. Geologica Acta, 2, 1, 147–156.

TESAŘ M., ŠÍR M., SYROVÁTKA O., PRAŽÁK J., LICH-NER L., KUBIK F., 2001: Soil water regime in headwater regions – observation, assessment and modelling. J. Hydrol. Hydromech., 49, 6, 355–375.

VOGEL T., CÍSLEROVÁ M., ŠÍR M., 1985: Věrohodnost nepřímého stanovení hydraulické vodivosti půdního pro-středí. Vodohosp. Čas., 33, č. 2, 204–224.

Došlo 21. decembra 2005

Štúdia prijatá 16. februára 2006 HYDROLOGICAL RESEARCH IN THE VOLYŇKA BASIN (BOHEMIAN FOREST, CZECH REPUBLIC) Miroslav Tesař, Jaroslav Balek, Miloslav Šír

Fundamental research of the hydrologic cycle in the Czech mountainous areas was established by the Institu-te of Hydrodynamics (Academy of Sciences of CR) in 1964. A broad monitoring network was created in the main Bohemian mountains in order to understand the hydrologic cycle in these areas which are the most im-portant sources of fresh water for the whole country. Our contribution describes experimental network in the Bo-hemian Forest.

The Liz experimental catchment, Zábrod arable land and Zábrod meadow experimental areas are situated in the mountainous and submontane region of the Šumava Mts. (Bohemian Forest). These localities lie in the Vim-perk Highlands that extend in its south-eastern part to the Landscape Protected Area and National Park of the Šu-mava Mts. (Bohemian Forest) and are part of the Molda-nubicum metamorphic complex. It is formed mainly by the metamorphosed rocks, paragneiss with smaller injec-ted localities in the northern part of the region. In valley bottoms all bedrock is covered by noncalcic (acid) sedi-ments, in depressions and the middle parts of slopes also by quaternary sediments.

The clayey-sandy and sandy-clayey soils of middle depth represent the prevailing soil type. The forest soil type is mainly Eutric Cambisol (Stagno-slightly-gleyic Cambisol, Stagno-gleyic Cambisol, Albic Luvisol). Re-latively frequently the soil type is Ferro-humic Podzol. In the valleys close to the water courses Eutric Fluvisol, Gleyic Fluvisol and Eutric Histosol occur. On the high-est hilltops Lithosol can be found. Eutric Cambisol, Gleyic Fluvisol and partly also Eutric Fluvisol are agri-culturally exploited. The increased amount of precipita-tion together with lower temperatures has resulted in increased leaching intensity that jointly with an acid reaction causes significant accumulations of acid organic matter on the soil surface. The fleeter granularity compo-sition of the bedrocks of the acid Eutric Cambisol and Ferro-humic Podzol eliminates the influence of the high-er amount of precipitation so that the gleyzation does not appear. Only on the bottom part of the slopes and on the platforms with stratified deposited geest rock-forming material is a relatively lower permeable deluvium for-med with various stage of gleyzation. Gleyic Fluvisol is significantly influenced by the relief feature and hydro-logical conditions.

The Liz experimental catchment is located in the south-western part of the Vimperk Highland in the basin of the Zdikov brook that flows through the wider mea-dow depression. In its upper part this brook is formed on the northerly oriented forest slopes, with the Liz experi-mental catchment here being at a distance of about 4 km from the village of Zdikov in the district of the town of Prachatice. The experimental areas of Zabrod arable land and Zabrod meadow are situated below the forested slopes. The Liz experimental basin is fully forested. Forest cover belongs to the acid spruce beech type. The soil type is the oligotrophic forest Eutric Cambisol. The coordinates are 13º 40´ 01´´ – 13º 41´ 00´´ E and 49º 03´ 23´´ – 49º 04´ 09´´ N. Maximum elevation is 1074 m a.s.l., minimum elevation 828 m a.s.l., mean elevation 941.5 m a.s.l., average land slope 16.55 %, catchment length 1.45 km, length of streams 2.28 km. Fig. 2 describes physical geographic situation of the Liz catchment. The Zabrod meadow experimental area is exploited as a permanent meadow. In 1976 the locality was drained by pipe drainage. The soil type is the acid slightly gleyic Eutric Cambisol. The coordinates are

M. Tesař, J. Balek, M. Šír

150

13º 41´ 45´´ E and 49º 04´ 15´´ N, elevation is 788 m a.s.l. The Zabrod arable land experimental area was exploited as arable land; now it is covered by permanent grass. In 1976 the locality was drained by pipe drainage. The soil type is the acid podzolic Eutric Cambisol. The coordinates are 13º 41´ 45´´ E and 49º 04´ 13´´ N, and elevation is 789.5 m a.s.l.

The above-mentioned experimental stands are equip-ped with automatic monitoring stations for the continu-ous measurements of air and soil temperatures, suction pressures in the soil (water tensiometers), soil moisture and precipitation amount and intensity (rain gauge with a catchment area of 500 cm2). In the closing profile of the Liz experimental catchment the discharge is recorded. Next to this closing profile an automatic monitoring system for the gradient measurement of the heat and water transfer in the surface layer of the atmosphere and soil is installed. The Liz experimental catchment has been included in the GEOMON monitoring network (Geochemical Monitoring Network). GEOMON repre-sents a network of small forested catchments in the terri-tory of the Czech Republic (Fottova, 2003). The monito-ring has been coordinated by the Czech Geological Sur-

vey since 1994. The deposition fluxes of the fifteen ma-jor ionic species based on bulk precipitation and throughfall analyses have been calculated for the 1994 – – 2002 period.

Experimental data describing the hydrologic cycle in the Liz basin – coupling between soil water retention, transpiration, water outflow into the subsoil, and soil and air temperature can be summarized as follows: (1) Soil water storage moves between the minimum and maxi-mum value over all the growing seasons 1983 – 2005. Those values did not change at individual sites in the course of many growing seasons. The typical soil water retention capacity (i.e. the difference between maximum and minimum storage) was about 60 – 90 mm. (2) The rain, infiltration of which results in exceeding the maxi-mum soil water storage, is always the cause of water outflow from the soil, regardless of the rain magnitude. (3) The limiting value of tensiometric pressure, (below which the water uptake for plant transpiration is impos-sible), was the same over all the growing seasons. This limiting value was –60 kPa for grass and spruce vegeta-tion.